Análisis de la Deformación Dúctil en la Región Norte del Estado de Guerrero

1-I.
e
c
c
c
e ,
c
c
e
e
c
e
e
e
e
tuf-
-
MEXICO
Análisis de la Deformación Dúctil en la
Región Norte del Estado de Guerrero
ESPECIALIDAD: GEOLOGÍA
Juan Carlos Salinas Prieto
Doctor en Geología
18 de mayo de 2006
México, D. F.
is,~
-! ' z

Análisis de la Deformación Dúctil en la Región Norte Estado de Guerrero
CONTENIDO
Pág ¡ na
Resumen ejecutivo 3
1 Introducción 4
2 Objetivos 6
3 Metodología 8
4 Estratigrafía de las Unidades Teloloapan y Taxco 9
5 Caracterización de la Primera Fase de Deformación D 1 15
6 Edad de la Deformación D 1 24
7 Caracterización de la Segunda Fase de Deformación D 2 25
8 Edad de Deformación D 2 28
9 Conclusiones 29
10 Agradecimientos 31
11 Currículum Vitae 31
12 Referencias 32
Especialidad: GEOLOGÍA 2

Resumen Ejecutivo
La margen Pacífica norteamericana desde Alaska hasta Argentina ha sido considerada
como un mosaico de bloques aparentemente exóticos al continente. La mayor parte de
las unidades componentes de este mosaico son de naturaleza volcánica-sedimentaria
sin basamento continental conocido.
El bloque mexicano más representativo de este tipo se llama Terreno Guerrero, el cual
está compuesto de varias series de arco de edad 3urásico superior - Cretácico inferior.
S El arco volcánico de Teloloapan y su cubierta sedimentaria es la unidad más oriental
del Terreno Guerrero. Esta unidad remonta tectónicamente a una plataforma
carbonatada relacionada a la evolución Tethisiana sobre un zócalo Paleozoico.
A pesar del papel fundamental que ha jugado esta región en la evolución geodinámica
del oeste de México, los estudios sobre su deformación son muy escasos. La
insuficiencia de un control estructural provocaba interpretaciones geodinámicas
incompletas y poco sustentadas.
El objetivo principal de este estudio es realizar un análisis microtectónico sistemático
de las deformaciones dúctiles de las unidades de Teloloapan y Taxco. El análisis
engloba la identificación de estilos estructurales a la escala del afloramiento, el
carácter y la cinemática de la deformación, así como los mecanismos de deformación a
la escala del mineral.
Los resultados indican que en la región todas las unidades estratigráficas, salvo los
Esquistos de Tejupilco, registran dos eventos de deformación dúctil. Los Esquistos de
Taxco tienen la misma edad del arco de Teloloapan y registran el mismo tipo de
deformación, lo que propicia que sea interpretado como parte de la misma unidad. Lo
anterior implica que Las rocas metamórficas de Taxco son parte del Terreno Guerrero
y por lo tanto el límite de dicha entidad tectónica debe localizarse más al oriente,
posiblemente en la cabalgadura de Papalutla.
1 Palabras clave
Estado de Guerrero, deformación dúctil, anisotropía, metamorfismo, lineación de
estiramiento, Terreno Guerrero, Esquisto Taxco.
1
1
1
1
1
m

c
1 NTRO D U CCIO N
La evolución estructural de la cadena Laramide del suroeste mexicano es aún
controvertida. Muchos de los trabajos anteriores son muy generales y/o están
localizados en regiones alejadas unas de otras y los datos paleontológicos o isotópicos
son aislados. De estos trabajos han resultado numerosos modelos geodinámicos,
frecuentemente incompatibles, derivado también, de que los problemas estructurales
han permanecido sin solución.
En la región entre Iguala y Cuernavaca, Fries (1960) identificó cuatro fases de
deformación. Las dos primeras, del Paleozoico y Jurásico superior respectivamente,
están acompañadas de metamorfismo. La tercera es responsable de pliegues de gran
tamaño, durante el fin del Albiano y la cuarta provocó pliegues cerrados durante el
Eoceno.
( La serie volcánica sedimentaria metamorfizada ha sido considerada como el basamento
del Precámbrico o Paleozoico de la región, expuesto gracias a un levantamiento
(pliegue de fondo) entre Taxco y Tejupilco (De Cserna 1978). De acuerdo a este autor,
la región fue deformada en tres fases compresivas, una en el Paleozoico y las dos
restantes durante el Mesozoico.
A partir del descubrimiento de rudistas y amonites en las rocas metamórficas, Campa y
Ramírez (1979) atribuyeron el plegamiento mayor acompañado de metamorfismo de
C esquistos verdes, a una deformación tangencial del final del Cenomaniano (orogenia
Oregoniana, Tardy 1980, Ortiz 1992, Talavera 1993). En el fin del Cretácico e inicio del
Paleoceno, la región fue afectada por una fase de deformación compresiva (orogenia
Laramide) que es responsable de los grandes pliegues anticlinales y sinclinales y de las
cabalgaduras hacia el oriente de la unidad de Teloloapan sobre la plataforma Guerrero-
c
Morelos (Campa et al. 1974, 1976, Campa y Ramírez 1979, Tardy 1980, Campa y
Coney 1983, Salinas, 1990, Talavera 1993).
Colorado Lievano definió cuatro fases compresivas, la primera está caracterizada por
una esquistosidad de plano axial durante el Albiano, la segunda de edad Albo -
Cenomaniana, produce una esquistosidad de fractura, la tercera del Cretácico superior-
Paleoceno, provoca pliegues plurikilométricos de eje norte - sur y cabalgaduras hacia
el Este. La cuarta fase corresponde a una curvatura regional de los ejes de los pliegues
de la fase precedente, acompañado del emplazamiento de plutones graníticos.
Ci
Parga (1981) en un trabajo al noroeste del sector estudiado (región de Tizapa),
propone la existencia de tres fases de deformación compresiva, ligadas a
CI
metamorfismos diferentes. El primero durante el Permo-Triasico, es responsable del
desarrollo de esquistosidad de flujo horizontal, la segunda fase del Jurásico medio-
C
superior provoca pliegues asimétricos y esquistosidad de crenulación, y la última
induce pliegues de vergencia al NW durante el Cretácico superior - Terciario inferior.
Otra concepción fue propuesta por Elías y Sánchez (1992), quienes sugieren que el
C primer evento tectónico compresivo tuvo lugar probablemente durante el Jurásico
tardío. Esta orogenia habría inducido el metamorfismo y el emplazamiento tectónico de
C
las rocas volcánicas sobre un sustrato granítico pre-Jurásico. Posteriormente la
orogenia Laramide sería responsable de las cabalgaduras de la cubierta sedimentaria
sobre las rocas volcánicas de arco.
cw

1
1
Monod y Faure (1991) sugieren que todas las estructuras observables sobre el terreno
son debidas a fases tectónicas del Paleoceno.
De esta breve síntesis resalta que
. las edades relativas de las deformaciones son aún muy controvertidas
• las características intrínsecas de cada fase de deformación no han sido
estudiadas.
1 • el o los metamorfismos asociados no han sido suficientemente precisados.
e
e
e
e
'o
e
e
e
e
o
o
e
o
o
' o
o
e
o
o
o
e
o
o
Especialidad: GEOLOGÍA
o

OBJETIVOS
La unidad de Teloloapan, formada por rocas volcánicas de arco y su cobertura
sedimentaria, cabalga de oeste a este, a la plataforma Guerrero Morelos. Esta unidad
representa la primera unidad volcánico-detrítica situada al oeste de la plataforma
carbonatada de edad Cretácica. Para muchos autores, se trata de la región limítrofe
entre el Terreno Guerrero y la plataforma carbonatada Guerrero Morelos, que
tradicionalmente está asociada al Terreno Mixteca
A la luz de nuevos datos sobre la edad de las rocas metamórficas de la región de Taxco
(Campa e Iriondo 2004), se cuestiona la pertenencia del Esquisto Taxco y de la
plataforma carbonatada Guerrero-Morelos y por lo tanto el límite de los elementos
1 paleogeográficos Guerrero y Mixteca.
El objetivo principal de este trabajo es efectuar un análisis microtectónico sistemático
de las deformaciones dúctiles del ensamble de las unidades de Teloloapan, Taxco y la
plataforma Guerrero Morelos, en la región norte del estado de Guerrero (fig. N°. 1),
con la idea de comparar las condiciones, los mecanismos, la geometría y los
parámetros termodinámicos que originaron la deformación de los elementos
involucrados.
El análisis consiste de la identificación de los estilos estructurales a la escala del
afloramiento, la cinemática y el carácter de la deformación, así como los mecanismos
de deformación a la escala del grano y las condiciones termodinámicas asociadas. La
determinación de las relaciones estructurales y cronológicas entre las diferentes
unidades tectónicas.
La deformación frágil posterior a los procesos dúctiles, así como el emplazamiento de
los intrusivos graníticos post tectónicos, no serán abordados en este estudio.
' o
o

E.U.A
huaua j
L ronte
Golfo de M ódco
Zacatecas
77
1'
Placa del Pacífico ? Guanajuato
IZ-
Guaremai
300
Rec eflte
Area e stud lada
P Cos Placa Caribe
Fig. No. 1 Plano de localización

e
METODOLOGÍA
C El trabajo consistió en:
Realizar secciones transversales detalladas e inventariar los datos estructurales
para caracterizar los estilos de deformación en función de cada litología y para
C cada evento tectónico. Las secciones están basadas en la cartografía realizada
por la Universidad Autónoma de Guerrero (1985, 1986, 1997) y el Consejo de
( Recursos Minerales (1998, 2002).
Hacer un muestreo sistemático de las diferentes formaciones a fin de efectuar
el análisis microestructural a la escala de la lámina delgada.
C
3. El tratamiento de datos, los análisis microscópicos, y la síntesis de los
resultados corresponden a la parte final del trabajo.
En total, para el presente trabajo fueron colectadas y estudiadas 306 muestras,
representativas de las unidades estudiadas.
Todas las muestras fueron analizadas en láminas delgadas para análisis
microestructural, cortadas en el plano XZ del elipsoide de deformación finita, es decir,
paralelo a la lineación mineral o de estiramiento, y perpendicular a los planos de
esquistosidad.
Los datos estructurales fueron analizados en el hemisferio inferior de la estereofalsilla
de Shmith. Fueron medidos más de 7000 datos estructurales de superficies y líneas.
Se invirtieron 136 días de campo.
.
.
..
c
c Especialidad: GEOLOGÍA g
CV

c
1
ESTRATIGRAFÍA DE LAS UNIDADES DE TELOLOAPAN Y TAXCO
(. LA UNIDAD DE TELOLOAPAN
Aflora en toda la región norte y noroeste del estado de Guerrero en una amplia franja
de aproximadamente 75 km de ancho y 200 km de longitud. Algunos autores
consideran que está formada por dos conjuntos litológicos (Elías y Sánchez, 1992,
C Guerrero 2004), aunque otros autores consideran tres componentes (Salinas 1994).
C La formación basal es el Esquisto de Tejupilco (fig. N° 2) conformado por esquistos
cuarzofeldespáticos de microclima y moscovita, esquistos de moscovita, clorita y
( granate, filitas graníticas, esquistos de biotita, esquistos de tremolita - actinolita,
metariolita y mármol. Algunos autores (Parga 1981 y Elías 1989) han intentado
establecer la estratigrafía del Esquisto Tejupilco, sin embargo debido a su intensa
deformación se presentan frecuentes deformaciones y resulta ilusorio establecer ua
( sucesión estratigráfica confiable.
La edad de los esquistos no se ha establecido en la región. Existen determinaciones
1 por Rb/Sr y K/Ar de concentrados de micas del esquisto en las cercanías de Tlatlaya.
Las edades obtenidas (149 + 64 Ma y 79 + 5 Ma. Fries y Rincón 1965) no son
C confiables, la primera es muy imprecisa, y la segunda pudiera tener influencia, por
recalentamiento, del intrusivo granítico de Tlatlaya.
e Aunque si considerarnos el rango de 149 64 estamos ante 70 Ma que se acerca a la
C segunda edad de 79 +5. Tendríamos entonces que asumir que la edad del Esquisto de
Tejupilco es Cretácico Superior- Paleoceno y sería necesario revisar si esta edad es del
metamorfismo en su última fase o definir realmente cual es su significado.
L El Esquisto Tejupilco cabalga hacia el noreste a las rocas del arco de Teloloapan que
está constituido por alternancia de lavas en coladas masivas y almohadilladas, y
e autobrechas, cubiertas en concordancia por materiales piroclásticos, epiclásticos y
siliciclásticos con radiolarios. A todo este conjunto se la ha dado el nombre de
e Formación Villa de Ayala (Talavera 1993, Guerrero 2004). Las lavas son
predominantemente basálticas en todos los niveles con andesitas y riolitas observadas
e en la porción superior. Talavera (1993, 1995) concluye que las lavas son típicas de
series de arco calcoalcalino evolucionado.
C Una cubierta sedimentaria depositada en continuidad sobre las rocas del arco consiste
e de tres formaciones. En la porción inferior se presenta la Formación Acapetlahuaya que
está compuesta por sedimentos volcanodetríticos interestratificados con lentes de
e caliza del Aptiano superior (Campa et al. 1974, 1979, Guerrero et al. 1990, Guerrero
2004). Algunos conglomerados y brechas volcánicas, arenas y pelitas tobaceas
S alternan con algunos niveles de lavas básicas masivas, ocasionalmente almohadilladas
seguidas de riolitas. Los conglomerados contienen fragmentos mal clasificados de
S basalto y andesita, que llegan a ser bloques de tamaño superior a 20 metros en una
matriz de arena. Estos sedimentos se interpretan como el producto de depósito en una
S pendiente fuerte que genera "slumps", correspondientes a flujos de escombro (debris
flow). Los flujos de escombro pasan progresivamente a biocalcarenitas de cementante
S calcáreo con fragmentos angulosos de lavas cubiertas por lentes de calizas arrecifales
que contienen abundante fauna de Nerinea (Guerrero et al. 1991 y 2004). Se
S considera que esta formación representa la destrucción del arco de Teloloapan y su
espesor es muy variable, desde 50 hasta 300 m en los alrededores de Acapetlahuaya.
Los afloramientos más representativos se ubican cerca de Ahuacatitlán.
9

e
c
c.
c
(
c
e
e
c
c
e
e
e
e
1
e
c
e
e .
1
e
e
(
1
ci
e
e
COLUMNA LITOESTRATIGRÁFICA DEL ARCO DE
TELOLOAPAN
Cubierta post-tectónica
Formación '1
FE
Pachivia-Miahuatepec ..
Albiano Superior
Formación Formación -71
Amatepec Teloloapan D
Cubierta - Aptiano Superior
y
Sedimentaria
del arco
C
Titoniano
(Ixtapan de la Sal)
B
Conjunto
magmático
del arco
loo
m.
o
Formación
Cruz del Sur
Esquistos de Tejupilco
Fig. N° 2 Columna EstratigrMica Unidad Teloloapan
Formación
Acapetlahuaya
Formación
Villa de Ayala
Amoites Rudistas
Sección Acatempan
D. Sección Teloloapan
C. Sección Acapetlahuaya
B. Sección Villa de Ayala
A. Sección Rio Sultepec

e
La formación intermedia de la cubierta consiste de caliza lenticular que pasa
C progresivamente a depósitos sub-arrecifales de estratos medianos. Esta secuencia
calcarea está representada por calcarenita negra en alternancias irregulares con
niveles pelíticos (Formación Amatepec), hasta llegar a estratos de caliza de la
Formación Teloloapan. La edad de esta secuencia calcárea ha sido atribuida al Aptiano
C. superior - Albiano inferior en la base (Campa y Ramírez 1979, Guerrero et al. 1991,
Guerrero 2004), y la cima es del Albiano Terminal (Guerrero et al. 1991, Monod y
C. Busnardo 1992).
C A pesar de la deformación intensa, es posible reconocer que las calizas están cubiertas
concordante y progresivamente por sedimentos siliciclásticos de tipo flysch asignados a
C la Formación Miahuatepec). La edad de este flysch no está bien definida, sin embargo,
c
su posición con respecto a las calizas del Albiano superior indican una edad del
Cenomaniano.
C. Un estudio muy detallado de la estratigrafía y sedimentología de la cubierta del arco de
Teloloapan ha sido realizado por Guerrero (2004).
Los estudios del metamorfismo en los esquistos de Tejupilco están limitados a la región
de Tizapa (Parga 1981, Elías 1981, 1992), e indican una historia constituida por dos
eventos progrado y un evento retrogrado. La paragénesis metamórfica del primer
evento (moscovita-biotita-clorita-cuarzo y moscovita-cuarzo-albita-epidota)
C
corresponde a la zona biotita-almandino en facies de esquistos verdes. El segundo
evento es de bajo grado y corresponde a la zona de clorita de facies de esquistos
verdes (moscovita-biotita-clorita-cuarzo). El metamorfismo retrogrado se manifiesta
C por la cloritización de la biotita.
El arco de Teloloapan presenta una historia metamórfica determinada por los minerales
C
siguientes: clorita, epidota, actinolita, musovita y esfena que corresponden a la facies
de esquistos verdes. Esta facies metamórfica está ligada al desarrollo de esquistosidad
C
en condiciones dinámicas provocadas por la tectonización del conjunto. Los estudios
petrográficos detallados (Elías y Sánchez 1993, Talavera 1992, 1993) evidencian la
presencia de facies metamórficas de más bajo grado. La paragénesis metamórfica
característica de facies zeolita, prenhita-pumpelita, y pumpelita-actinolita, distribuida
C
de la cima a la base en la formación basal del arco, está controlada por la profundidad
y es atribuida a un metamorfismo hidrotermal de tipo oceánico en condiciones
estáticas (Talavera 1992).
C
La mayor parte de los autores han agrupado a los Esquistos de Tejupilco con el arco
magmático de Teloloapan, la Formación Acapetlahuaya y los Esquistos Taxco en un
C
mismo conjunto. Esta consideración conduce a atribuirle edades diferentes. Por un
lado Fries (1960), De Cserna (1965, 1978, 1983) Parga (1981) y Elías (1981) sugieren
una edad paleozoica para las formaciones esquistosas por correlación con los Esquistos
Taxco. Mientras que otros autores (Campa et al. 1974, Campa y Ramírez 1979,
C
Ramírez 1984, Talavera 1993, Guerrero 2004) proponen una edad Jurásico superior -
Cretácico inferior por correlación con las rocas del arco de Teloloapan que contienen
C fauna de amonites encontrados en los alrededores de Ixtapan de la Sal (Campa et al.
1974).
A partir de estudios sobre la deformación (Salinas 1994) y de análisis de inclusiones
C fluidas en cuarzos de las mismas unidades (González et al. 2002) se estableció que
puede distinguirse entre los Esquistos de Tejupilco y las rocas volcano-detríticas del
arco de Teloloapan. En esta propuesta, el Esquisto Taxco y el arco de Teloloapan
e

quedarían agrupados en un mismo conjunto de edad Cretácica, separados del Esquisto
C de Tejupilco que podría ser más antiguo. Las edades isotópicas recientemente
obtenidas del Esquisto Taxco, refuerzan esta posibilidad (Campa e Iriondo 2004).
LA REGIÓN DE TAXCO
c En la región Taxco-Taxo el Viejo, aflora una secuencia volcánico sedimentaria
C metamorfizada. Se trata de una intercalación de lavas masivas de composición
andesítica y riolítica (De Cserna y Enes 1981, Talavera 1993) con sedimentos
volcaniclásticos, piroclásticos, conglomerados volcánicos y algunos niveles de cuarcita.
Algunos autores (Fries 1960, De Cserna y Fries 1981) intentaron separar las rocas
esquistosas de predominancia clástica (Esquisto Taxco) de las rocas esquistosas de
predominancia volcánica (Roca Verde Taxco el Viejo). Otros trabajos (Campa y
1 Ramírez 1979, Talavera 1993, Salinas 1994) mostraron que se trata de intercalaciones
de espesores variables difíciles de separar cartográficamente. En este trabajo nos
1 referimos a los Esquistos Taxco para indicar los afloramientos de rocas esquistosas de
esta región sin hacer ninguna separación de sus elementos.
Por comparación con los esquistos del Complejo Acatlán y con las rocas metamórficas
ti.. de Zacatecas, De Cserna y Fries (1981), propusieron una edad Paleozoico superior-
C
Triásico. Mientras que también por analogía con las rocas del arco de Teloloapan,
Campa y Ramírez (1979) propusieron una edad Jurásico supenior-Cretácico inferior.
Desde los años sesenta se intentó asignar edad a estas rocas por métodos isotópicos
1 (De Cserna et al. 1974, Campa y Ramírez 1979) con resultados controvertidos.
1 Campa e Iriondo (2004) analizan zircones por el método 206
Pb/238U (TIMS SHRIMP) en
lavas de Taxco (130 +2.6 Ma y 136 + 0.6 Ma) y Taxco el Viejo (131.7 +0.85 Ma y
1 135 + 0.9 Ma), y le asignan una edad Valanginiano al vulcanismo de estas localidades.
La paragénesis metamórfica - observada en las rocas ácidas es de mica
blanca+cuarzo+calcita+-clonita +albita +feldespato potásico. La paragénesis
metamórfica - de las rocas andesíticas es clorita+albita+oxidos de
fierro +cuarzo +calcita (Talavera 1993). Estas paragénesis corresponden a un
metamorfismo de bajo grado, por debajo de la facies de esquistos verdes y es el único
evento metamórfico presente en los Esquistos Taxco (Talavera 1993).
C
Los Esquistos Taxco están en contacto tectónico sobre la plataforma carbonatada
compuesta por las formaciones Morelos y Mexcala en Tehuilotepec y Taxco el Viejo. El
C
contacto discordante del flysch de Mexcala sobre los Esquistos Taxco, sugerido por
algunos autores (Fries 1960, De Cserna 1965, Campa y Ramírez 1979, Tardy 1980,
Talavera 1993) no ha sido localizado en ninguna parte de la región.
C
Elias y Sánchez (1992) agrupan a los Esquistos Taxco con los Esquistos Tejupilco en el
mismo ensamble. Esta propuesta está basada en las características geoquímicas
Ç
similares de las metaniolitas de Tizapa y las de Taxco y Taxco el Viejo. Talavera (1993)
mostró que las características geoquímicas de las lavas de Taxco y Taxco el Viejo
indican una afinidad calcoalcalina de arco insular instalado sobre corteza continental.
Mientras que Elias y Sánchez (op cit) hacen la correlación entre las niolitas de Taxco y
Tejupilco, Talavera (1993) sugiere que el arco de Teloloapan es independiente de las
volcanitas de Taxco. Es importante señalar que en la región de Ixtapan de la Sal aflora
C conglomerado volcánico idéntico al de Taxco el Viejo. Estas rocas en Ixtapan de la Sal
están ligadas directamente al arco de Teloloapan.
ti
ey

1
Las paragénesis metamórficas de los Esquistos Taxco sugieren una historia térmica
simple. Desde el punto de vista estructural los Esquistos Taxco presentan estructuras
de deformación ligadas a su geometría actual y no se ha encontrado evidencia de
deformación antigua.
LA PLATAFORMA GUERRERO- MORELOS
Las formaciones de esta unidad definen grandes estructuras anticlinales de orientación
axial NS con vergencia hacia el Oriente en el sector estudiado, pero la vergencia es
opuesta (hacia el oeste) más al oriente.
Dos formaciones componen la plataforma Guerrero - Morelos:
Una formación carbonatada de plataforma arrecifal (Formación Morelos)
seguida en continuidad por
Una formación siliciclástica de tipo flysch (Formación Mexcala)
Estas unidades están cubiertas en forma discordante por conglomerados de
fragmentos de caliza, por riolitas y lahares y basaltos del Cenozoico.
Calizas de Plataforma (Formación Morelos).
Este conjunto consiste esencialmente de gruesos bancos de calizas de facies
arrecifales. Su edad, determinada por la presencia de abundantes fósiles de Acteonella,
Toucasia y Nerinea, es albo-cenomaniano (Fries 1960, Bonet 1971). Su espesor es
variable, de 900 m al nororiente de Taxco (Fries 1960), a 1400 m en las cercanías de
Iguala.
En la región de este estudio no aflora la base de las calizas, pero al Este, en las
regiones de San Juan de la 011as y en la Sierra de Tentzo, la base de la formación pasa
progresivamente a un conglomerado con fragmentos de caliza y lentes de caliza con
microfauna de foraminíferos (Choffatella decipiens) y algas (Sa/pingoporella sp.) de
edad Barremiano- Aptiano.
En la región de Huitzuco, Fries (1960) y Bolivar (1963) señalan la presencia de
anhidritas en la base de las calizas. El contacto superior muestra la continuidad en la
sedimentación con calizas arcillosas de la base de la Formación Mexcala (Cañón del
Zopilote). En Puente Campuzano (al sur de Taxco) este contacto transicional también
es claramente observable.
Flsch areno-pelítico (Formación Mexcala)
La Formación Mexcala (Fries 1960) está formada, en la base, por un miembro
calcareo-pelítico seguido por una sucesión rítmica de areniscas y lutitas tipo flysch. En
la localidad tipo, Fries (1960) y Chávez (1980) separaron esta formación en 3
miembros. De la base a la cima: un miembro arcillo calcareo, un miembro areno-
pelítico y un miembro político conglomerático.
La parte basal calcareo-pelítica en continuidad con las calizas de la Formación Morelos
que subyace, aflora en los alrededores de Taxco El Viejo (Puente Campuzano). La
misma relación puede observarse en el camino que lleva de Taxco a San Francisco
Cuadra. En la zona Taxco - Iguala predomina la facies areno política.
S
El espesor del flysch es difícil de medir a causa del intenso plegamiento que la afecta,
aunque el espesor máximo estimado en la localidad tipo es de 1220 m. En la región de
S Taxco, los espesores estimados son de 500 a 600 m. (Campa 1976, De Cserna y Fries
1981).
1
fl

e
La edad de la Formación Mexcala tiene un rango del Turoniano al Santoniano
(Burkhard 1927, Enes 1960, 1977, De Cserna y Fries 1981). Estas edades de
obtuvieron a partir de amonites y microfauna fósil (Barroisiceras sp., Otoscaphites sp.,
t Peroniceras sp., Globigerina sp., Globotruncana sigali, Globotruncana lapparenti
tricarinata). Esta edad puede varía según la localidad. Existen edades del Albiano en la
región de Cacahuamilpa (Fries 1960), y del Paleoceno en la región de Tuxtla
(Maldonado Leal 1984). Otras edades intermedias fueron reportadas entre Taxco y
C Chilapa y al Oriente de la localidad tipo (Maastrichtiano, Alencaster y Pantoja 1985).
Tradicionalmente, las formaciones de la plataforma Guerrero- Morelos está asociadas a
la unidad tectónica conocida como Terreno Mixteca. Más al Este, estas formaciones se
sobreponen normalmente a una cubierta sedimentaria cretácica inferior (formaciones
Zicapa, San Juan de las 011as, Zozaya 1969, Hernández 1976, De Cserna et al., 1980),
C. jurásica medio (Grupo Tecocoyunca) y paleozoica superior (Formación Olinalá, Flores
de Dios y Buitrón 1982, Vachard et al. 1993). El sustrato de estas formaciones es un
C. complejo metamórfico del Paleozoico superior (Complejo Acatlán, Ruiz Castellanos
1970, Ortega 1978). Las facies metamorficas del Complejo Acatián son variables,
desde facies de esquistos verdes, anfibolita, hasta migmatitas (Ortega G. 1978).
Las calizas arrecifales de la plataforma Guerrero - Morelos pueden ser correlacionadas
con las calizas subarrecifales de la Formación Teloloapan, mientras que los flysches de
Miahuatepec y Mexcala son también correlacionables (De Cserna y Enes 1981,
Guerrero 2004).
:.
.
.
.
.
.
(
c

e
(
1 CARACTERIZACIÓN DE LA PRIMERA FASE DE DEFORMACIÓN D 1
1 Las estructuras producidas en condiciones de deformación dúctil son las mejor
expresadas en la región. Sobre la carretera entre Arcelia y Teloloapan (en general
oeste-este), los afloramientos son muy buenos y puede considerarse como una sección
de referencia que muestra la mayor parte de las relaciones estratigráficas y
1 estructurales entre las formaciones del arco de Teloloapan. A escala cartográfica las
estructuras mayores definidas en este evento (D 1) son cabalgaduras de dirección
1 general norte - sur y vergencia hacia el oriente.
1 El límite poniente del arco de Teloloapan está caracterizado por una cabalgadura de
orientación NW - SE de inclinación 600 SW. Esta estructura puede observarse en la
1 cortina de la presa Vicente Guerrero. Este contacto tectónico está subrayado por una
zona de material triturado de entre 7 y 8 metros de espesor. En esta zona puede
1 observarse charnelas aisladas y múltiples fallas inversas paralelas de orientación
C
similar a la estructura mayor. El material no llega al nivel de brecha tectónica, pero
las lentes sigmoides de cuarzo o calcita indican un sentido de cizallamiento de la parte
superior hacia el oriente. Es observable también la presencia de superficies de
1 esquistosidad (S i) sobre la que se desarrolla una lineación de estiramiento (L 1) muy
C
bien marcada, de dirección E-W. La lineación L 1 es cercanamente paralela al eje mayor
de las almohadillas estiradas de las lavas en dirección N 80 0 .
El límite oriente del arco de Teloloapan está caracterizado por un contacto tectónico
C
que permite que la cubierta sedimentaria del arco (Formación Pachivia) quede sobre la
plataforma Guerrero - Morelos. Este contacto también está caracterizado por una zona
de material triturado. La dirección general del contacto que se localiza al oriente de
Pachivia es N-S e inclinación de 40 0 W.
1 Al interior del arco de Teloloapan, a causa de los comportamientos reológicos
contrastantes de las unidades litológicas, se desarrollaron varias cabalgaduras, entre
las principales se distinguen:
. En Ahuacatitlán, una cabalgadura de dirección N-S e inclinación de 60 0 W, deja
a las calizas bioclásticas de la formación Teloloapan sobre el flysch Pachivia.
C . La cabalgadura de Zacatlancillo, de dirección NE - SW e inclinación 75 0 NW
lleva a la secuencia volcánica de la Formación Villa de Ayala sobre el flysch
Pachivia y las calizas micríticas de la formación Amatepec.
C
También en la escala cartográfica (fig. N°.3) pueden identificarse pliegues anticlinales
y sinclinales cerrados en la serie volcaniclástica, en las calizas bioclásticas y en el
C
flysch, principalmente en los alrededores de Teloloapan. Estos pliegues tienen un eje
subhorizontal de dirección NE -SW, su plano axial, inclinado 60 0 NW es paralelo a los
e planos de esquistosidad S 1 .
( La superficie de esquistosidad S 1 está bien desarrollada en todas las formaciones, salvo
en las coladas de lava y en las calizas bioclásticas a causa de su competencia. A la
( escala del afloramiento, la penetratividad de las superficies S 1 aumenta en las
alternancias areno - políticas del flysch, las calizas micríticas, las tobas y los
C
conglomerados volcánicos. La esquistosidad S 1 está caracterizada por una superficie
- planar penetrativa de flujo, de orientación homogenea, y es paralela al plano axial de
los pliegues isoclinales.
1

.
o
P.M. 1400
12
00 101
Rk 160v!! 1 '»J Acapetia huaya
it jEIPochote
O
PacI-via
i•'
' . ) '
Ahuacatian
/ 1
Capas Rojas Calizas bioclasticas
7 S So
Lavas de Arcelia
::::cas
Lin3ciónde LAatem 1
TM
Calizas Meriticas Lavas de Teloloapan )-'CabaIgadura mayor
Fig. No. 3 Región de Teloloapan
m
-o
(E
O)
o-
O)
c-I

Ç En todas las facies examinadas,la esquistosidad S 1 es subparalela a la estratificación S o
excepto en las charnelas de los pliegues isoclinales.
e En la Formación Villa Ayala, la dirección de la esquistosidad S 1 es N-NE con inclinación
comprendida entre 12 0 y 600 al NW, esta esquistosidad S 1 contiene una lineación de
estiramiento y mineral muy constante N 70 0 - 1000 caracterizada por el alargamiento
( de las micas y por dirección del eje mayor de las almohadillas de las lavas, claramente
observable al oeste de Zacatlancillo. Los pliegues asociados a la esquistosidad S 1 de
eje subhorizontal y de dirección N 400500 son difíciles de observar en esta formación.
( La anisotropía planar S 1 se manifiesta a escala microscópica solo en las muestras
C
colectadas en la proximidad de los accidentes tectónicos (Zacatlancillo y Ahuacatitlán).
El desarrollo de los alineamientos de filosilicatos y clorita principalmente, de calcita,
cuarzo recristalizado y ocasionalmente actinolita caracteriza la fábrica esquistosa de
S i .
En la misma facies, la expresión microscópica de la lineación de estiramiento,
e analizada en el plano ortogonal a S i y paralelo a la lineación L 1 está marcada por
cristalizaciones asimétricas en "zonas protegidas" alrededor de piritas (fig. 4) en donde
las colas de cristalización son fibrosas y compuestas por cuarzo, clorita o calcita. Es
también frecuente la presencia de cristales rotos por estiramiento en minerales
resistentes como el piroxeno y el cuarzo (fig. N°.4). En los espacios abiertos se
desarrolló una recristalización sintectónica de calcita, cuarzo y ocasionalmente de
sericita. Las sombras de presión asimétricas, alrededor de cristales de feldespato,
asociadas al desarrollo de calcita y clorita, son también indicadores cinemáticos
( microscópicos de presencia frecuente en la Formación Villa de Ayala.
e El ángulo formado por el plano de esquistosidad S 1 y el eje mayor de las figuras
asimétricas varía entre 15 0 y 250. La posición de los ejes mayores de las figuras con
respecto a la superficie de esquistosidad sugiere que las estructuras se formaron en un
régimen de deformación no-coaxial. La asimetría de los criterios de cizallamiento
C descritos en los párrafos anteriores, indican una dirección de cizallamiento de la parte
superior hacia el Este (Salinas, 1990).
La disposición de las fibras y la forma final de la cristalización en las "zonas protegidas"
e alrededor de piritas fueron comparadas con modelos de deformación, simulados por
C
computadora, para un cizallamiento simple y encontramos que estas estructuras
corresponden a valores de cizallamiento finito yf del orden de 6 (Etchecopar y
e Malavieille, 1987).
A la escala del grano, los mecanismos de deformación característicos de esta facies
son de presión-solución y neogénesis de filosilicatos, principalmente clorita y mica
blanca, presentes en los planos de esquistosidad S i y en las "zonas protegidas"
alrededor de elementos rígidos (fig. N°. 4). Dado que las texturas originales de las
rocas volcánicas están, en su mayor parte, claramente preservadas, el mecanismo de
deformación que las afecta es de baja temperatura (Groshong, 1988).
En la Formación Acapetlahuaya las superficies de esquistosidad S 1, penetrativas a la
escala del afloramiento, están muy bien desarrolladas. Estas superficies tienen una
inclinación subhorizontal y son paralelas al plano axial de pliegues isoclinales de eje
CI
e
e

subhorizontal y de dirección dispersa, entre N 1300 y N 210 0 . En esta facies se
desarrolla igualmente una lineación de estiramiento L 1 impresa sobre las superficies de
esquistosidad S 1. En los conglomerados L 1 se desarrolla a partir de objetos como
fragmentos alargados y aplastados, mientras que en la facies tobacea la lineación de
estiramiento se manifiesta por la cristalización de minerales sintectónicos.
A la escala microscópica, la anisotropía planar S 1 es penetrativa y se expresa por el
desarrollo de clorita y eventualmente de mica blanca contenidas en esos planos. El
análisis microscópico en el plano XZ del elipsoide de deformación finita, muestra muy
raramente la presencia de estructuras que muestren con claridad el sentido de
cizallamiento. A excepción de algunas estructuras de aplastamiento asimétrico con
clorita desarrollada en los espacios, la mayoría de las estructuras asimétricas alrededor
de los clastos están mal desarrolladas a causa de la presencia de concentración de
minerales insolubles provocado por la presión-solución. El origen de la presión-solución
puede ser a causa de la presencia de gran cantidad de calcita micrítica contenida en
esta facies. La disolución provoca la concentración de minerales insolubles e impide o
borra el desarrollo de criterios de cizallamiento claros.
SP
A 13 -
Omm chI O5mm
— --
JS12 PAE 1311
1-
sv
Arcelia Naranlo - Acapetiahuava
SI
[Ji Di
OP
Si
Sol
05 rnr 0.5 mm --------- - --
.JSO4
A
Teloloapan N E
- 12' Ahuacatitlan,tpaciiivia /t
Si /Zac&lancin_ - -; fi;/ ( 4
Sol
/ -- -
Di
SB
D2
G - H
Si
Si
F
14111111,
F
Chi
leld
0.5mm
1i-TO
Fig. No. 4 Sección que muestra la ubicación de los criterios cinemáticos
encontrados en las unidades del arco de Teloloapan
lo
1
1

En las calizas micríticas de la Formación Amatepec, los afloramientos más
C. representativos de la deformación D 1 se encuentran en los alrededores de El Pochote,
al sur de Acapetlahuaya. En estos afloramientos la superficie de esquistosidad S es
C. penetrativa y muy bien desarrollada con una orientación preferencial NE-SW e
inclinación desde subhorizontal hasta 25 0 W. La presencia de mica blanca es común en
los planos S i que contiene una lineación mineral L 1 caracterizada por el alineamiento
de micas en dirección homogénea N 70 0-1100 . Las estructuras más características de
esta facies, son pliegues isoclinales sinesquistosos P 1, de milimétricos métricos con su
plano axial subhorizontal y ejes curvos. Estos pliegues son isoclinales, anisopacos, no
(. cilíndricos y frecuentemente en escalón. En la representación estereográfica (Schmidt,
hemisferio inferior), los ejes de esos pliegues se concentran en un gran círculo
( subhorizontal, lo que confirma el carácter curviplanar de los pliegues observados en el
campo.
A la escala microscópica, la esquistosidad S 1 está evidenciada por la presencia de
abundante recristalización de calcita micrítica. A pesar del efecto de la presión-
solución, la asimetría de las cristalizaciones de calcita y cuarzo en "zonas protegidas"
alrededor de cristales de minerales opacos y de calcita espática, así como el desarrollo
de planos de cizallamiento, indican un sentido de cizallamiento hacia el Este.
c Las calizas biclásticas de la Formación Teloloapan desarrollan también estructuras
C representativas ligadas a la deformación D 1, las que destacan son pliegues isoclinales,
anisopacos, no cilíndricos, de ejes curvos. Son métricos en la región de Acatempan y
en los alrededores de Teloloapan y su vergencia es hacia el Este. La esquistosidad S 1
está mal desarrollada, aunque es de plano axial de pliegues isoclinales y sobre estas
superficies se observa una débil lineación mineral de dirección general N 80 0 - 1100 .
En lámina delgada, observada en la superficie XZ del elipsoide de deformación finita, la
( esquistosidad S i es poco penetrativa y la lineación está mal expresada. Los criterios
cinemáticos están ausentes en la mayor parte de las láminas delgadas estudiadas.
En la facies flysch de la Formación Miahuatepec - Mezcala, la superficie S 1 corresponde
C a superficies bien desarrolladas en los niveles pelíticos, más dúctiles, y a una
esquistosidad de fractura en las capas de arenisca y caliza. Con frecuencia se observa
C la expresión de este contraste de competencia al Oeste de El Naranjo, donde la
C
refracción de la esquistosidad está bien expresada. La dirección de S es Norte-Sur con
inclinación al Oeste, en las regiones de Pachivia, Acatempan y El Pochote y de
dirección principalmente NW - SE e inclinación al SW en la región de Arcelia. La
superficie S 1 contiene una lineación de estiramiento de dirección constante NE - SW
C
que es paralela al plano axial de pliegues isoclinales de ejes curvos. El contraste de
competencia entre las diferentes capas litológicas durante la deformación D 1 provoca
también la segmentación de capas de areniscas que se presentan estiradas y aisladas
en su matriz pelítica. Algunas charnelas se encuentran en esta situación,
C
particularmente en la región de Zacatiancillo - El Pochote y Ahuacatitlán - Pachivia,
muy cerca de los accidentes tectónicos cabalgantes. Esta segmentación presenta
C-
diferentes estados de evolución.
• segmentación en microlitones por plegamiento, donde los segmentos
C
están desplazados por fracturamiento
• "boudinage" de capas arenosas en estructuras estranguladas (pinch and
I
swel/ structures) en segmentos de 2 a 3 metros. Los ejes de los
"boudines" (N 1600 ) son subperpendiculares a la lineación de
C
estiramiento, lo que sugiere que el estiramiento máximo es en la
dirección de L1,
Ç
e
LI

Formaciones Terciarias
Riolita
Capas Roias
Plataforma Guerrero - Morelos
Flysh Mescala
Calizas Morelos
Lente Tectónico
Rocas volcánico sedimentarias
Esquistos de Tauco y Tasco el
Vielo
/ Sol
,4 Si
Alineación de estiramiento
Y Cabalgadura
L_ Muestras
5 Minas activas
- - Vetas mineralizadas
• la individualización de charnelas aisladas de material areno - calcáreo en
una matriz pelítica.
Los ejes de los pliegues medidos en esta facies son subhorizontales pero con una
dirección axial dispersa. Sin embargo, es frecuente encontrar ejes de pliegues de
dirección NE-SW, es decir paralelos a la lineación de estiramiento, que corresponden a
pliegues de sección cerrada o casi cerrada, típico de pliegues en "vaina". Es sabido que
estas estructuras se desarrollan en zonas sometidas a una deformación no-coaxial
importante (y del orden de 4), come es el caso de zonas de cizallamiento de escala
kilométrica (Faure y Malavieille 1980, Cobbold y Quinquis 1980).
A la escala microscópica la esquistosidad S en la facies flyschoide está mal registrada,
I
se encuentra frecuentemente subrayada por planos de concentración de minerales
insolubles y por filosilicatos alineados. A excepción de algunos granos de cuarzo
I
detrítico acompañado de sombras de presión asimétricas o de pequeños cristales de
pirita alrededor de los cuales se desarrollan fibras de clorita, elestiramiento ligado a la
S
lineación L1, está mal expresada. Los criterios de cizallamiento son poco abundantes.
Sin embargo su asimetría sugiere un carácter no-coaxial de la deformación D 1 e
' indican un sentido de cizallamiento de la parte superior hacia el Este. En esta facies
también la presión-solución se presenta como el mecanismo de deformación
' predominante. La cristalización dinámica del cuarzo en las areniscas, indicado por la
fábrica de forma de los granos, se desarrolla frecuentemente. La neogénesis de
I
filosilicatos, también presente en esta facies, indica condiciones térmicas de 250 0 C a
4000 C.
En la región de Taxco y Taxco el Viejo las estructuras más representativas a escala
cartográfica (fig. 5) son las cabalgaduras de dirección N-S. En la zona Atzala - Huiztac,
las calizas arrecifales de la Formación Morelos cabalga sobre el flysch Mexcala. Este
contacto N-S inclinado 30 0 W está caracterizado por la recristalización de las calizas y
por la molienda del flysch. Algunas charnelas aisladas están presentes en las
areniscas. A la base del flysch una segunda cabalgadura de dirección NE-SW inclinada
de 15 0 a 400 al NW pone el contacto el flysch sobre las calizas.
LEVEN DA
Fig. No. 5 Región Tueco - Taxco el Viejo

e
C Un contacto muy claro, observable en Taxco y Taxco el Viejo muestra que el flysch de
la Formación Mexcala cabalga a los esquistos. La dirección de esta cabalgadura es NW-
( SE inclinado 200 - 30 0 SW. La característica más importante de este contacto es la
presencia muy constante de lentes tectónicos de caliza, muy recristalizada, de espesor
variable (de 2 a 25 metros) situados entre el flysch y las rocas volcanisclásticas
metamorfizadas (figs. N°s. 5 y 6). Localmente el flysch está en posición invertida (sur
de Tehuilotepec). Los esquistos cabalgan sobre el flysch al sur de Taxco y al sureste de
Taxco el Viejo. Al oriente de esta última localidad, las rocas volcaniclásticas cabalgan a
(. calizas de la Formación Morelos con un contacto orientado N-S inclinado 300 al W.
t. Los elementos estructurales planares y lineales característicos de la fase de
deformación D 1 a la escala del afloramiento son descritos a continuación.
En el flysch Mexcala la deformación D 1 está caracterizada por el desarrollo de una
c. superficie planar penetrativa (D 01 ) paralela al plano axial de pliegues isoclinales de eje
subhorizontal. Frecuentemente esta superficie es paralela a los planos de
1 estratificación S. Es muy frecuente observar un contraste de competencia entre las
capas de arenisca y lutita (Tehuilotepec, Taxco, Huixtac, Taxco el Viejo, Acuitlapán,
1 Chontalcuatlán, etc.). Esta refracción de estas superficies fue señalada por De Cserna
C
y Fries (1981). El contraste de competencia entre las diferentes litologías durante la
deformación D 1 provoca el "boudinage" de capas calcareas en estructuras "pinch and
swell"y la individualización de charnelas aisladas de material areno-calcáreo al seno de
1 una matriz política.
1 La dirección de la esquistosidad S 01 es NE-SW y NW-SE de inclinación variable,
frecuentemente subhorizontal. S01 contiene una lineación de estiramiento de direcciñon
1 constante NE-SW que es solamente observable en las capas de lutita donde pequeñas
( micas adquieren una orientación preferencial. Los pliegues sinesquistosos son más
fácilmente identificables en las cercanías de los accidentes tectónicos (Juliantla, Taxco,
( Huixtac, Taxco el Viejo). Los ejes de los pliegues, medidos en esta facies, son
subhorizontales pero con una dirección axial dispersa. Es frecuente encontrar ejes de
C
pliegues paralelos a la dirección de la lineación de estiramiento, es decir NE —SW.
Eventualmente se pueden reconocer algunos criterios sedimentológicos (sedimentación
(' gradada) que permiten identificar la polaridad de la sedimentación, normal en la mayor
parte de los afloramientos e inversa en los alrededores de Tehuilotepec. Con estos
C
criterios y la geometría de las superficies S 0 y S01 es posible determinar el sentido de
vergencia de los pliegues hacia el NE.
1 De manera general, a la escala del afloramiento, el flysch Mexcala presenta estructuras
C
plano-lineares de orientación semejante a las de la cubierta sedimentaria del arco de
Teloloapan.
Las calizas masivas de la Formación Morelos casi no registran la fase de deformación
( D 1 La recristalización es la única expresión de deformación de estas calizas, a
excepción de afloramientos en Taxco el Viejo, donde se desarrolla una esquistosidad
C incipiente en la proximidad de la cabalgadura en la cañada de La Virgen. Esta
esquistosidad de orientación NE-SW de inclinación al NW, contiene una lineación de
( estiramiento de dirección N50 0-600 . Algunos pliegues de calizas arenosas se observan
también en este contacto.
La deformación D 1 se manifiesta en los Esquistos Taxco por el desarrollo de una
superficie planar penetrativa de flujo S. Esta superficie está bien desarrollada en la
e

c
facies tobacea y metaconglomerática de elementos volcánicos, por el contrario, en las
coladas de lava estas estructuras son difícilmente observables. La orientación de S 1 es
NE-SW de inclinación al NW (fig. N°. 6). Es importante señalar que las superficies S 1
están plegadas por una fase de deformación posterior. La lineación mineral y de
estiramiento L1, caracterizada por la orientación preferencial de los fragmentos en la
C facies conglomerática y por los filosilicatos en las tobas, de orientación muy constante
N 600-800, está presente sobre las superficies S 1. Los pliegues asociados a la
C esquistosidad S 1 son difícilmente observables, aunque pueden medirse en la facies
tobacea que aflora en la cañada del río Taxco. Las superficies S-C características de
C. zonas cizalladas están desarrolladas al SE de Taxco. La geometría de estas estructuras
indica un sentido de cizallamiento hacia e! NE siguiendo la dirección de la lineación de
e estiramiento.
•
•
(/<S
X
Y
T?N
444
-10
44
A r
A'
AI,ala
Taxco
wi
Polos de superficies de esquistosidad Si
• Polos de superficies de esquistosidad S2
+ Lineación de estiramiento
/* Eje de pliegues Pi
Ele de pliegues P2
Vetas mineralizadas
Ñg. N°. 6 sección en Taxco
/
A escala microscópica la deformación D 1 se manifiesta en todas las rocas aflorantes en
1 el sector Taxco - Taxco el Viejo. Su penetratividad aumenta en la proximidad de los
accidentes tectónicos mayores de acuerdo a la competencia de la litología.
En láminas delgadas del flysch Mexcala, talladas paralelamente a la superficie XZ del
elipsoide de deformación finita, la esquistosidad S i es poco penetrativa y la lineación
está mal expresada, frecuentemente está caracterizada por planos de concentración de
1 minerales insolubles. La mejor expresión de S se presenta en las lutitas. Los criterios
de cizallamiento son poco abundantes y mal desarrollados.
c Especialidad: GEOLOGÍA 22
1

En la caliza Morelos la deformación D 1 es solamente observable en la cercanía de los
accidentes tectónicos y en la facies finamente detrítica cerca de la cima de la unidad.
En esta facies la recristalización dinámica se manifiesta muy poco y los granos de
cuarzo presentan una extinción ligeramente ondulante. Los fragmentos de las calizas
brechosas están alargados con su eje mayor paralelo a las superficies de esquistosidad
S 1 incipiente. Los criterios de cizallamiento están prácticamente ausentes, muy
pequeños y mal desarrollados.
A la escala microscópica la esquistosidad S 1, en los Esquistos Taxco, está bien
expresada. A esta escala S 1 es penetrativa y se caracteriza por el desarrollo de
filosilicatos alineados, predominantemente clorita, calcita y cuarzo recristalizado.
La expresión microscópica de la lineación de estiramiento está marcada por
• cristalizaciones asimétricas en "zonas protegidas" alrededor de pequeñas
piritas, las colas de cristalización están formadas de cuarzo fibroso, clorita o
calcita
• sombras de presión asimétricas tipo 8 alrededor de cristales de feldespatos
asociadas al desarrollo de clorita
• figuras de ruptura por estiramiento en los minerales resistentes. En los
espacios se desarrolla una cristalización sintectónica de calcita y cuarzo.
La asimetría de los criterios indica una dirección de cizallamiento de la parte superior
hacia el Este y sugiere un régimen de deformación no-coaxial (Salinas, 1993). La
geometría de las superficies S-C confirma el sentido de cizallamiento de la parte
superior hacia el Este.
La mayor parte de las estructuras originales de las rocas volcánicas y volcaniclásticas
están claramente preservadas, por lo tanto se demuestra que no existe ninguna fase
de deformación dúctil anterior, ya que los mecanismos de deformación que los afectan
son de baja temperatura.
' o
s Especialidad: GEOLOGÍA 23

EDAD DE LA DEFORMACIÓN D 1
En esta región las calizas de la formación Amatepec han sido atribuidas al Cretácico
inferior (De Cserna 1978, 1983). En la región de Teloloapan la cima de las calizas
bioclásticas en contacto con el flysch pertenece al Albiano superior (datación con
amonitas, Guerrero et al. 1990, Monod y Busnardo 1992). El flysch Miahuatepec no ha
sido datado en la región, aunque su paso es transicional hacia las calizas, permite
atribuirle una edad cenomaniana en su base, en la región de Teloloapan. Salinas
(1994) atribuye una edad de Valanginiano-Hauteriviano al flysch de Miahuatepec a
partir de la determinación de radiolarios. El flysch de Mexcala tiene una edad de
Santo ni a no- Ca m pa ni ano.
En la región de Tizapa, la_edad de la deformación de un granito ha sido establecida
para el Paleoceno (64.1 + 0.5 Ma. 39Ar- 40Ar, Salinas 1994). Esta deformación es
1 similar en geometría, caracteristicas termodinámicas y cinemática que la deformación
D1 descrita en los párrafos anteriores.
La edad del vulcanismo de Taxco y Taxco el Viejo es del Valanginiano (Campa e
1 Iriondo, 2004).
Los estudios petrográficos indican la existencia de un solo evento metamórfico que
afecta a todas las rocas de las regiones de Teloloapan y Taxco, a excepción de los
Esquistos Tejupilco.
Los datos obtenidos a partir del análisis geométrico, cinemático y petrográfico,
evidencian el sincronismo de la fase de deformación principal en el flysch Mexcala, los
Esquistos Taxco y el arco volcánico de Teloloapan. La edad bien establecida del flysch,
incluso hasta el Paleoceno (Maldonado Leal 1984) en la región de Tuxtla, implica una
edad de deformación al menos en el Paleoceno. Esta edad de deformación está en
concordancia con la edad radiométrica en la región de Tizapa y es coherente con las
nuevas edades de cristalización del vulcanismo en Taxco y Taxco el Viejo.
l o

LI
C. CARACTERIZACIÓN DE LA SEGUNDA FASE DE DEFORMACIÓN D 2
1. Las estructuras desarrolladas durante el primer evento de deformación D 1 fueron
posteriormente replegadas y sobreimpuestas por una segunda fase de deformación
t. dúctil D2, esta fase está presente en todas las formaciones del sector estudiado. Se
manifiesta de una manera más discreta que D 1 ya que la penetratividad de D 2 a
diferentes escalas es variable de función de la litología. Es frecuente que las
estructuras ligadas a esta fase de deformación estén ausentes a la escala del
afloramiento o en la lámina delgada en ciertas regiones.
C La expresión cartográfica de la fase de deformación D 2 está limitada a pliegues
C
abiertos de extensión kilométrica presentes sobretodo en la parte oeste de la región.
Los pliegues más evidentes se localizan en el sector El Naranjo - Acapetlahuaya -
Zacatlancillo donde las rocas del arco volcánico de Teloloapan y su cubierta
sedimentaria están plegadas con un eje casi N-S inclinado al sur. La vergencia de estos
pliegues es difícil de establecer a esta escala.
La mayor parte de los planos de cabalgadura ligados a la fase principal D 1 están
afectados por la fase de deformación D 2.
A la escala del afloramiento, la expresión más evidente de la fase de deformación D 2 es
el desarrollo de pliegues asimétricos con vergencia al Oeste. Estos pliegues se
manifiestan por la deformación de las superficies de esquistosidad S 1, y por el
C
replegamiento de los pliegues isoclinales P1 . Los ejes de los pliegues P2 están
orientados N 1500 - 1700 e inclinación de 15 0 a 200 ya sea al NW o al SE. La mayor
parte de estos pliegues son métricos (3 - 10 m). Es importante señalar que la
vergencia de los pliegues P2 es siempre hacia el oeste (Salinas et al. 2000), es decir
opuesto a la vergencia de la fase D 1
C
En los esquistos Tejupilco las charnelas de los pliegues P 2 son de observar a la escala
del afloramiento. La presencia de los pliegues se manifiesta por el plegamiento
C
regional de las superficies de esquistosidad S. Las rocas del arco de Teloloapan no
registran claramente la deformación D 2.
C Los pliegues P2 están bien desarrollados en las facies volcaniclásticas de la Formación
C
Acapetlahuaya al poniente de Teloloapan y en Taxco, en la facies calcárea de la
Formación Amatepec, en las regiones de Amatepec y Acapetlahuaya, en la facies flysch
en Miahuatepec, Amatepec y Taxco el Viejo.
t
Las superficies de esquistosidad de crenulación 52 asociadas a los planos axiales de los
pliegues P2 caracterizan también a la fase D 2. Estos planos S 2 están localmente
C• controlados por la presión - solución. La orientación general de 52, muy constante, es
N 1400 - 170 0 e inclinación de 20 0 - 30 0 hacia en N-NE.
La intersección de las superficies de esquistosidad Siy S2 produce una lineación de
e intersección L, que se presenta siempre en dirección N 1600 - 170 0 paralela a los ejes
de los pliegues P2 . Ninguna lineación de estiramiento asociada a los planos de
esquistosidad S 2 fue observada en ninguna litología. La fase de deformación D 2 es
responsable del plegamiento de las superficies de esquistosidad S 1. La lineación de
estiramiento L1 asociada a la primera fase de deformación, conserva, de manera
general, su orientación original ENE debido a que los ejes de los pliegues P 2 son casi
perpendiculares a la lineación L1, Las grietas de tensión rellenas de calcita o de cuarzo

el
1
1 oblicuas a S 1 están ligadas a esta fase de deformación D 2, ellas indican un sentido de
( cizallamiento hacia el Oeste. La orientación de los ejes de los pliegues P 2 es muy
constante en dirección N 1500 - 170 0 . La sucesión litoestratigráfica permite establecer
1 el sentido de vergencia de los pliegues P2 hacia el Oeste.
1 En las láminas delgadas de los Esquistos Tejupilco en la región de Amatepec muestran
que las superficies de esquistosidad son de crenulación. En los microlitones, los
( filosilicatos desarrollados durante la primera fase de deformación están plegados. En la
facies cuarzofeldespática del esquisto de Tejupilco, las superficies S2 están
1 caracterizadas por la presencia de superficies de concentración de minerales
insolubles que producen una esquistosidad de crenulación con diferentes grados de
desarrollo.
Las superficies de esquistosidad de fase D 2 están ausentes en las rocas del arco de
Teloloapan a la escala microscópica, ocasionalmente se observan los planos de S 1
1 ligeramente ondulados.
1 En las calizas de la Formación Amatepec y en el flysch Miahuatepec -Mexcala la
deformación D2 a escala microscópica se caracteriza por la presencia de superficies de
t crenulación poco penetrativas. Algunas láminas delgadas muestran plegamiento
1
asimétrico de superficies S 1 con un flanco estirado y adelgazado, lo que provoca el
desarrollo de microbandas de cizallamiento, el ángulo de estas microbandas con
respecto con respecto a la superficie media de S 1 es de alrededor de 300 al W.
Las cristalizaciones de "zonas protegidas" así como las sombras de presión
1 desarrolladas durante la fase de deformación D 1 están deformadas por la fase D 2.
Algunos criterios cinemáticos de D 1 están plegados y otros están cortados por las
1 superficies de crenulación 52.
A partir de la geometría de las superficies de esquistosidad S 2 y de la vergencia de los
pliegues de esa misma fase, es posible deducir un sentido de cizallamiento de la parte
1 superior hacia el SW. Sin embargo, en láminas delgadas es más difícil estudiar la
C
cinemática de D2 En primer lugar porque la referencia de lineación ligada a la
esquistosidad S2 está ausente en la mayor parte de los formaciones y en segundo
C
lugar porque los criterios de cizallamiento de esta fase están mal desarrollados. La
geometría de las microbandas de cizallamiento, en ciertas láminas delgadas, indica un
( sentido de cizallamiento de la parte superior hacia el Oeste. Estructuras similares han
sido interpretadas por Platt y Vissers (1980) como superficies de crenulación extensiva
C
(extensional crenulation cleavage). Los sistemas de porfiroclastos asimétricos están
poco desarrollados, la mayor parte son de tipo ey, e indican un sentido de cizallamiento
C
de la parte suprior hacia el SW. La asimetría de las figura sugiere que esta fase de
deformación se desarrolló en un régimen no-coaxial. Todos los criterios de
cizallamiento encontrados indican un sentido de cizallamiento de la parte superior de la
parte superior hacia el Oeste, lo que está en concordancia con los criterios observados
en el campo.
La presencia de superficies de concentración de minerales residuales insolubles
paralelos a las superficies de esquistosidad de crenulación testifican la predominancia
( del mecanismo de disolución bajo presión (presión - solución) durante la fase de
deformación D 2 En las facies calcáreas este mecanismo está también presente, aunque
menos evidente. En el flysch, los planos de esquistosidad están caracterizados por la
ausencia de minerales residuales concentrados. Esto sugiere que las rocas afectadas se
( Especialidad: GEOLOGÍA
1 -

1
e comportaron de manera homogénea a volumen constante. Platt y Vissers (1980)
sugieren que los mecanismos de deformación compatibles con las estructuras descritas
- provocan la reducción del tamaño del grano a baja temperatura.
e
e,
,
.
.
.
.
..
.
.
,
o
o
1
(

1
EDAD DE LA DEFORMACIÓN D 2
La edad de la deformación D 1 es del Paleoceno. La fase de deformación D 2 que afecta a
las estructuras de la deformación D 1 debe ser necesariamente posterior. La formación
1 Balsas que cubre al flysch de Mexcala, no presenta evidencias de una deformación
dúctil. La edad de esta formación es Eoceno - Oligoceno (Fries 1960, De Cserna y Fries
1 1981).
1 Las edades, de la deformación D 1 y la de las capas rojas de la formación Balsas,
permite establecer un intervalo de edad para la deformación D 2. Esta fase
1 probablemente breve, comenzó inmediatamente después de la fase D 1 . Entonces, D 2
se produjo entre el Paleoceno (superior ?) y antes del depósito de las capas rojas de la
1 formación Balsas en el Eoceno superior (?). No existe ningún estudio isotópico que
date a la deformación D 2
1
1
1
1
1
1
1
1
1
' o
1
1
1
1
1
1
1
1
1

CONCLUSIONES
S El análisis microtectónico de las deformaciones dúctiles en el Norte y Noroeste del
lío
Estado de Guerrero permite establecer varias conclusiones:
Cartográficamente examinamos varias regiones clave que nos permitieron comprender
mejor las relaciones estratigráficas y estructurales entre las formaciones implicadas.
Se mostró que las formaciones del arco de Teloloapan y su cubierta sedimentaria, así
S
como las rocas volcanicas y volcaniclásticas de Taxco y la plataforma Guerrero-Morelos
que las cubre, están afectadas por dos fases de deformación dúctiles D 1 y D2,
La primera fase de deformación es la mayor y la mejor expresada. Se presenta en
todas las formaciones analizadas y está caracterizada por el desarrollo de una
superficie de esquistosidad de flujo, paralela al plano axial de pliegues isoclinales. La
dirección regional de las superficies de esquistosidad S 1 es N 20 0 400 con inclinación al
NW con variaciones. Una lineación de estiramiento L 1 de dirección muy constante
(N700 - 900) está contenida en S 1y asociada a su desarrollo. Estas estructuras son
contemporáneas a las cabalgaduras de vergencia al Este.
Los numerosos criterios de estructuras asimétricas a escalas meso y microscópicas
indican un sentido de cizallamiento de la parte superior hacia el Este. Esta
interpretación es válida para todas las formaciones estudiadas.
Los criterios asimétricos más frecuentes a escala microscópica en el plano XZ del
elipsoide de deformación finita son: sombras de presión, cristalización en "zonas
protegidas", micas sigmoidales, fabrica de forma oblicua de granos de calcita y cuarzo.
Estas estructuras muestran que el régimen de deformación es no-coaxial en el plano
xz.
Esta deformación es producto de un contexto metamórfico de baja presión - baja
temperatura en facies de esquistos verdes como lo indican las texturas de las rocas.
El mecanismo de deformación predominante es la presión-disolución por compresión.
Este mecanismo implica una importante pérdida de volumen, estimado en
aproximadamente 30% (Salinas 1994).
S
La edad de deformación de D 1 está dada por las edades isotópicas de 39Ar-40Ar de
muscovitas en Tizapa y por la edad de las unidades más jóvenes afectadas por esta
, fase de deformación. Estas edades sugieren que la fase D 1 comenzó en el Cretácico
superior y terminó en el Paleoceno, que corresponde a la Orogenia Laramide.
La fase de deformación D 2 está también presente en todas las formaciones del sector
' estudiado. Esta deformación está bien expresada a escala mesoscópica por una
esquistosidad de crenulación de dirección general N 150 0-1700 e inclinación al NE. Los
S pliegues métricos de vergencia al SW están asociados a estas superficies de
cre nula ci ó n.

c
Los criterios de cizallamiento asociados a esta fase de deformación D 2 son poco
C frecuentes. El sentido de cizallamiento de la fase D 2 hacia el SW fue deducido a partir
de la vergencia de los pliegues y de su esquistosidad asociada S 2,
La fase S2 no está asociada a ningún evento metamórfico notable.
Las estructuras de la deformación D 2 deforma siempre a estructuras de la fase D 1 ,
1 ninguna formación presenta únicamente estructuras de la segunda fase de
deformación. Esto permite interpretar que D 2 se desarrolla inmediatamente después de
la primera fase, pero en sentido opuesto.
1 La interpretación dinámica de la fase D 2 es aún hipotética. Podría corresponder a un
C
cizallamiento tangencial hacia el 5W (G1 horizontal), o bien a un régimen extensivo (o
vertical) debido al adelgazamiento cortical posterior a D 1 .
La edad atribuida a esta fase se sitúa entre el Paleoceno superior y el Eoceno superior.
Desde el punto de vista tectónico, el hecho de que la deformación dúctil de las
formaciones estudiadas sea compartida, implica que los Esquistos Taxco y el arco de
Teloloapan comparten a las formaciones de la plataforma Guerrero - Morelos y el
límite del Terreno Guerrero podría entonces situarse más al oriente, posiblemente en la
cabalgadura de Papalutla como lo sugieren varios autores (Sabanero et al. 1997,
Campa e Iriondo, 2004).
Es aún necesario realizar estudios isotópicos en otras zonas de afloramientos de lavas
similares a las del arco de Teloloapan y sobre todo de los Esquistos Tejupilco.
C Desde el punto de vista práctico la conclusión más importante es que con la
C interpretación propuesta el Terreno Guerrero se abarca un territorio más amplio hacia
el oriente y esto abre la posibilidad de encontrar yacimientos minerales de oro y plata,
característicos de esta entidad tectónica, en zonas aún no exploradas con esta óptica,
como por ejemplo el proyecto Los Filos que presenta muy buenas expectativas.
£
..
.
.
c
e Especialidad: GEOLOGÍA 30
lo

1
1
Agradecimientos
Este trabajo fue realizado gracias al apoyo de la Universidad Autónoma de Guerrero,
1 CONACYT y el Servicio Geológico Mexicano, a quienes hago un reconocimiento.
1 Agradezco infinitamente a todas las personas que participaron, directa e
indirectamente, en la elaboración de este trabajo.
1
1
Currículum Vitae
1 Juan Carlos Salinas Prieto estudió la licenciatura en la Escuela Superior de Ingeniería y
' Arquitectura del Instituto Politécnico Nacional en México D.F., en el período de 1974 a
1979. Se tituló de Ingeniero Geólogo en 1986.
1 En 1991 la Universidad de Orléans, Francia le otorgó el Diplóme d'Etudes Approfondies
lb por méritos curriculares (Dispensa D.E.A.).
De 1990 a 1994 estudió el doctorado en la misma Universidad de Orleáns, en la
especialidad de Ciencias de la Tierra. Obtuvo el grado de Doctor de Universidad con
mención MUY HONORABLE CON LAS FELICITACIONES DEL JURADO en diciembre de
1994.
Su experiencia profesional se resume de la siguiente manera:
1988-1990 Director de la Escuela Regional de Ciencias de la Tierra de la Universidad
Autónoma de Guerrero.
1995 - 1996 Coordinador de Investigación de la Escuela Regional de Ciencias de la
Tierra.
1995 -1996 Coordinador del Diplomado en Geología Regional por Convenio UAG-
Consejo de Recursos Minerales.
1996 -1997 Subgerente de Geología Zona Sur Consejo de Recursos Minerales.
1998 - 2006 Gerente de Geología y Geoquímica Consejo de Recursos Minerales.
2006 a la fecha Subdirector de Investigación en el Servicio Geológico Mexicano.

e
1
REFERENCIAS
Alencaster G. y Pantoja J. "Amphitriscoelus, género de rudista (Bivalvia-Hippuritacea)
1 en el Cretácico inferior de la región de Huetamo Michoacán". Resúmenes XI
Convención Geológica Nacional. Sociedad Geológica Mexicana. México. 1985.
Bolivar, J. "Geología del área limitada por El Tomatal, Huitzuco y Mayanalán, Estado de
1 Guerrero". Boletín No. 69. Instituto de Geología UNAM. México, 1963.
C Bonet F. "Excursión Espeleológica. Visita a las grutas de Cacahuamilpa y otras grutas y
cavernas de los estados de México y Morelos. 200 Congreso Geológico Internacional.
Libreto Guía, Excursión C14. México, 1956.
1 Burkhard, C. "Cefalópodos del Jurásico medio de Oaxaca y Guerrero". Boletín No. 47.
Instituto de Geología UNAM. México, 1927.
Campa M., et al. " La secuencia mesozoica volcano-sedimentaria metamorfizada de
( Ixtapan de la Sal, México - Teloloapan, Guerrero". Boletín No. 35. Sociedad Geológica
Mexicana. México, 1974,
I
Campa M., et al. "La cabalgadura laramidica del dominio volcánico - sedimentario
(Arco Alisitos - Teloloapan) sobre el miogeosinclinal mexicano en los límites de los
C
estados de Guerrero y México". III Congreso Latinoamericano de Geología. México,
1976.
1 Campa M. "Estudio tectónico, prospecto Altamirano-Huetamo". PEMEX inédito. México,
c: 1977.
( Campa M., y Ramírez J., "La evolución geológica y la metalogénesis del noroccidente
de Guerrero". Serie Técnico-Científica No. 1. Universidad Autónoma de Guerrero.
México, 1979.
Campa M., y Coney P., "Tectonostratigraphic terranes and mineral resources
distribution in Mexico". Canadian Journal of Earth Sciences No. 20. Canadá, 1983.
Campa M., e Iriondo A., "Significado de dataciones cretácicas de los arcos volcánicos
de Taxco, Taxco el Viejo y Chapolapa, en la evolución de la plataforma Guerrero -
Morelos". IV Reunión Nacional de Ciencias de la Tierra. Sociedad Geológica Mexicana.
México, 2004.
Chávez, R. "Estudio geológico regional y de la boquilla del proyecto hidroeléctrico San
Juan Tetelcingo, río Balsas, Estado de Guerrero". Tésis profesional ingeniero geólogo.
Instituto Politécnico Nacional. México, 1980.
Cobbold P., y Quinquis, H. "Development of sheath folds in shear regimes". Journal of
Structural Geology No. 11. 1980.
De Cserna Z. "Reconocimiento geológico de la Sierra Madre del Sur, entre Chilpancingo
y Acapulco, Estado de Guerrero". Boletín No. 62. Instituto de Geología UNAM. México,
1965.
De Cserna Z. "Notas sobre la geología de la región comprendida entre Iguala, Ciudad
e Altamirano y Temazcaltepec, Estados de Guerrero y México". IV Convención Geológica
e

c Análisis de la Deformación Dúctil en la Región Norte Estado de Guerrero
c
Nacional. Libro guía de la excursión geológica a Tierra Caliente. Sociedad Geológica
Mexicana. México, 1978.
C De Cserna Z., et al. "Reconocimiento geológico de la parte central de la cuenca del alto
río Balsas, estados de Guerrero y Puebla". Libro Guía de la Excursión Geológica al Alto
C Balsas. Comisión Federal de Electricidad. México, 1980.
De Cserna Z., y Fries C., "Hoja Taxco 14Q-h (7) con resumen de la geología de la hoja
Taxco, estados de Guerrero, México y Michoacán". Carta Geológica de México. Serie 1:
C 100 000. Instituto de Geología UNAM. México, 1981.
De Cserna Z., "Hoja Tejupilco 14Q-g (9) con resumen de la geología de la hoja
Tejupilco, estados de Guerrero, México y Michoacán". Carta Geológica de México. Serie
C 1: 100 000. Instituto de Geología UNAM. México, 1983.
C Elías M., "Geología metamórfica del área de San Lucas del Maíz, Estado de México.
Boletín No.105. Instituto de Geología UNAM. México, 1989.
(
Elías M. y Sánchez J., "Tectonic implications of a mylonitic granite in the lower
C structural levels of the Tierra Caliente Complex (Guerrero Terrane), southern Mexico".
Boletín Vol. 9 No.2. Instituto de Geología UNAM. México, 1992.
c Elías M. y Sánchez 3. "Geology of Valle de Bravo and Zacazonapan areas, central-
t southern Mexico. Resúmenes First Circum-Pacific and Circum-Atlantic Terrane
Conference. Instituto de Geología UNAM. México, 1993.
e Etchecopar, A. y Malavieille, J. "Computer models of pressure shadows: a method for
e strain measurement and shear-sense determination". Journal of Structural
N°. 9. 5-6. Nederland, 1987.
Faure M. y Malavieille J., "Les plis en fourreau du substratum de la nappe des schistes
lustrés de Corse. Signification cinemátique". Comptes Rendú Academie Sciences No.
290. Paris, 1980.
Flores de Dios L. y Buitrón B. "Revisión y aportes a la estratigrafía de la montaña de
C. Guerrero". Serie Técnico- Científica No.12. Universidad Autónoma de Guerrero. México,
1982.
C.
Fries C. "Geología del estado de Morelos y partes adyacentes de México y Guerrero,
región centro meridional de México". Boletín No. 60. Instituto de Geología UNAM.
México, 1960.
(
Fries C., y Rincón H. "Nuevas aportaciones geocronológicas y técnicas empleadas en el
C. laboratorio de geocronometría UNAM. Boletín No. 73. Instituto de Geología UNAM.
México, 1965.
Groshong, R. "Low-temperature deformation mechanisms and their interpretation".
C. Bulletin Geology Society of America No. 100. USA, 1988.
Guerrero, M. et al. "Estudio estratigráfico del arco volcánico Cretácico inferior de
Teloloapan, Guerrero. X Convención Sociedad Geológica Mexicana. México, 1990.
Guerrero, M. et al. "El desarrollo carbonatado del Cretácico inferior asociado al arco de
C
Teloloapan, Noroccidente del estado de Guerrero. Convención sobre la evolución
e

1
1
geológica de México. Sociedad Mineralógica Mexicana. Instituto de Geología UNAM.
México, 1991.
1 Guerrero, M. "Depositional and tectonic history of the Guerrero Terrane, Sierra Madre
del Sur; with emphasis on sedimentary successions of the Teloloapan area,
southwestern Mexico". Ph D Tesis Memorial University of Newfoundland. Canada,
2004.
1
Hernández, S. "Prospecto Nexapa IGPR-139. PEMEX, inédito, 1976.
Maldonado, M. "Prospecto Chilapa IGZS, PEMEX, inédito, 1984.
Monod, O. y Busnardo, R., "Une faune albienne dans la couverture carbonatée de l'arc
volcanique de Teloloapan (Guerrero, Mexico)". Table Ronde Européene, Paleontologie
et Stratigraphie d'Amerique Latine, France, 1992.
Monod, O. y Faure, M. "La tectónica laramídica del sudoeste de México: Cierre de una
1 cuenca intraarco (Argelia) abierta en el Albiano-Cenomaniano en el arco continental
Teloloapan-Zihuatanejo, Estado de Guerrero". Convención sobre la evolución geológica
1 de México. Instituto de Geología UNAM. México, 1991.
Ortega, E. "Estratigrafía del Complejo Acatlán en la Mlxteca Baja. Estados de Puebla y
Oaxaca. Revista Vol. No. 9. Instituto de Geología UNAM. México, 1978.
Ortiz, E. "L'arc intra-oceanique allochtone Jurassique superieur - Cretacé inférieur du
domain cordillarain mexicain (Guerrero Terrane), petrographie, géochimie et
minéralisations asocies des segments de Guanajuato et Palmar Chico. Arcelia.
Conséquenses paléogéographiques pour le Mesozoique du Mexique". Thése Université
de Grenoble. France, 1992.
Parga, J. "Geología del área de Tizapa, Municipio de Zacazonapan, México". Tésis de
Maestría. Facultad de Ciencias. UNAM. México, 1981.
Platt, P. y Vissers, R. "Extensional structures in anisotropic rocks." Journal of Structural
Geology. Neederlands, 1980.
Ramírez, J. "La acreción de los terrenos Mixteco y Oaxaca durante el Cretácico inferior.
Sierra Madre del Sur, México". Boletín Sociedad Geológica Mexicana. Tomo XLV N°. 1 -
2. México, 1984.
Sabanero, H. et al. "Informe final Carta Chiautla de Tapia, escala 1: 50,000". Consejo
de recursos Minerales - Universidad Autónoma de Guerrero. México, 1997.
Salinas, J.C. "Cinemática de la deformación del arco Cretácico inferior de Teloloapan".
X Convención Sociedad Geológica Mexicana. México, 1990.
Salinas, J.C. et al. "Deformación dúctil progresiva en el límite oriental del Terreno
Guerrero, suroeste de México". Resúmenes First Circum-Pacific and Circum-Atlantic
Terrane Conference. Instituto de Geología UNAM. México, 1993.
Salinas, J.C. "Etude structurale du sud-ouest mexicain (Guerrero) Analyse
microtectonique des déformations dúctiles du Tertiaire inférieur". Ph. D. These.
Université d'Orléans. France, 1994.

Salinas J.C. et al. "Ductile deformations of opposite vergence in the eastern part of the
Guerrero Terrane (SW Mexico)". Journal of South American Earth Sciences.
Neerderland, 2000.
Talavera, O. et al. "Low-grade progressive metamorphism in the coger cretaceous
island-arc series of the Teloloapan volcanic belt, southern Mexico". 14 0 R.A.S.T.
abstracts. France, 1992.
Talavera, O. "Les formations orogeniques Mesozoiques de Guerrero (Mexique
meridional). Contribution á la connaisance de l'evolution géodynamique des cordilleras
mexicaines". Ph. D. Thse Université Joseph Fourier, Grenoble. France, 1993.
Talavera, O. "Petrology and geochemistry of the Teloloapan subterrane: a coger
cretaceous evolved intra-oceanic island arc". Geofísica Internacional. México, 1995.
Tardy, M. "Contribution á l'etude géologique de la Sierra Madre Oriental du Mexique".
Ph.D. thése Université Pierre et Marie Curie. France, 1980.
Vachard, D. et al. "Barranca d'Olinalá (Guerrero): Une coupe de réference pour le
Permien du Mexique central; étude preliminaire". Ann. Societé Géologique du Nord T2.
France, 1993.
Zozaya, M. "Prospecto Iguala IGPR-85". PEMEX, inédito. México, 1969.
o
e
e
e
e
e
e
e
e
e
e
e
e
D
e
e
e
e
mc
e
e
e
e
e
e
e
e
e
e

Análisis de la Deformación Dúctil en la Región Norte del Estado de Guerrero

Recommandé

Recommandé

Contenu connexe

Tendances

Tendances (20)

En vedette

En vedette (6)

Similaire à Análisis de la Deformación Dúctil en la Región Norte del Estado de Guerrero

Similaire à Análisis de la Deformación Dúctil en la Región Norte del Estado de Guerrero (20)

Plus de Academia de Ingeniería de México

Plus de Academia de Ingeniería de México (20)

Dernier

Dernier (20)

Análisis de la Deformación Dúctil en la Región Norte del Estado de Guerrero